ГЕОМОРФОЛОГИЯ
№ 4 октябрь-декабрь 2009
Научные сообщения
УДК 551.432^550.349.4(235.222)
© 2009 г. А.Р. АГАТОВА, Р.К. НЕПОП
ОЦЕНКА ВКЛАДА АФТЕРШОКОВОГО ПРОЦЕССА СИЛЬНЫХ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ В СЕЙСМОГРАВИТАЦИОННУЮ ДЕНУДАЦИЮ (НА ПРИМЕРЕ ЧУЙСКОГО ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ 2003 года)1
Введение
Сейсмогравитационная денудация представляет собой процесс снижения земной поверхности за счет перемещения со склонов скальных грунтов и рыхлых отложений под воздействием сейсмических сотрясений. В горных районах сейсмоиндуциро-ванные склоновые процессы, наряду с водной и ледниковой деятельностью, играют значительную роль в перемещении вещества. Напряжения горных пород, сейсмические ускорения и вибрации при землетрясениях нередко коренным образом изменяют устойчивость скальных грунтов и склоновых отложений, вызывая грандиозные обвалы, оползни, осовы и формирование осыпных конусов аномально крупных размеров. Численная оценка скорости сейсмогравитационной денудации дает возможность сравнивать ее вклад с влиянием других экзогенных процессов на формирование современного горного рельефа.
В подавляющем большинстве случаев наиболее значительный объем материала перемещается в результате главного толчка с максимальной магнитудой. В то же время афтершоковый процесс, который имеет место практически при всех достаточно сильных землетрясениях, также может приводить к обвально-оползневым явлениям. Численная оценка вклада афтершоков в объем смещаемого склонового материала является фундаментальной задачей, решение которой позволяет более точно оценить влияние сейсмической деятельности на развитие рельефа горных территорий. Особенно важно проведение таких расчетов для областей, где в ходе сейсмической активизации реализуется несколько афтершоков, сравнимых по магнитуде с главным толчком. На временных интервалах порядка 10 тыс. лет вклад афтершокового процесса в денудацию рельефа таких областей уже значителен. При этом его роль может быть оценена лишь путем расчетов, так как даже в случае современных землетрясений технически сложно вычленить афтершоковую составляющую склоновых деформаций. В случае же палеоземлетрясений в аккумулятивном рельефе сохраняются лишь следы максимальных деформаций, а это, как правило, последствия главного толчка.
Несмотря на очевидную важность фундаментальных и прикладных аспектов всестороннего изучения сейсмического процесса, влияние афтершоков на преобразование
1 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект № 06-05-64920).
рельефа до сих пор изучено слабо, а для Алтайского региона такие исследования не проводились вообще. В данной работе проведена численная оценка вклада афтершо-ковой деятельности в объем склонового материала, смещаемого в ходе главного сейсмического толчка; получено подтверждение корректности проведенных нами математических расчетов на примере афтершоков Чуйского землетрясения 2003 г., а также оценено влияние афтершоков этого землетрясения на скорость сейсмогравитационной денудации рельефа Юго-Восточного Алтая. Кроме того, на основании предположения о сходстве механизмов современного и древних (голоценовых) землетрясений Курай-ско-Чуйской сейсмоактивной зоны Юго-Восточного Алтая оценен вклад в снижение рельефа оползней, инициированных афтершоками сильных землетрясений в течение голоцена.
Расчет вклада афтершокового процесса в сейсмогравитационную денудацию
Скорость сейсмогравитационной денудации, т. е. скорость изменения рельефа за счет смещения склонового материала, вызванного землетрясениями, можно рассчитать по формуле:
И = ——, (1)
Т
где И - скорость сейсмогравитационной денудации, а ЕУ1Т - объем материала У1Т, перемещенного со склонов в ходе сейсмического толчка, просуммированный по всем крупным землетрясениям на территории с площадью 5 за промежуток времени Т.
Для более точной оценки скорости сейсмогравитационной денудации необходимо изучить по возможности все крупные землетрясения, произошедшие на изучаемой территории за интервал времени Т, который должен значительно превосходить характерный период повторяемости крупных землетрясений. Для юго-восточной части Горного Алтая таким временным интервалом является голоцен, т. к. период повторяемости крупных землетрясений здесь составляет 500-900 лет [1]. Следует учитывать также, что каждому сейсмособытию соответствует зона дислокаций определенной площади. Оценка размера плейстосейстовой зоны приводится, например, в [2]. Если площадь изучаемой территории меньше площади плейстосейстовой зоны, то в соотношении (1) необходимо учитывать именно последнюю площадь.
Сейсмические толчки вызывают разнообразные нарушения склонов - обвалы, оползни, камнепады, осовы, оползания почвы, грязевые выносы и т. п., зависящие от типа слагающих склоны пород и рыхлых склоновых отложений, угла наклона и расчлененности склона. Учет только оползневых явлений в соотношении (1) дает в результате заниженную оценку значения скорости сейсмогравитационной денудации рельефа. Тем не менее, для Курайско-Чуйской зоны Юго-Восточного Алтая, на примере которой мы оценивали эту скорость, такой подход вполне оправдан. На этой территории оползни являются одним из основных проявлений сейс-моиндуцированных склоновых процессов, т.к. здесь в наиболее сейсмоактивных зонах сочленения хребтов с межгорными впадинами широко распространены рыхлые кайнозойские отложения. Формирование всех гигантских по объему оползней на южной границе Курайской и Чуйской впадин следует отнести к голоцену: наиболее молодыми породами, нарушенными сейсмооползнями, являются позднеплейстоценовые морены, перекрывающие более древние отложения на крутых бортах и в приводораздельных частях долин.
Для расчета влияния афтершокового процесса на сейсмогравитационную денудацию рассмотрим единичное сильное (т. е. с магнитудой, достаточной для возникновения обвалов и оползней) землетрясение с инструментально определенной магнитудой. Общий объем всех оползней У1Т, смещенных в результате этого землетрясения, может быть оценен по формуле, полученной Б. Маламудом и др. [3]:
\о%У1Т = 1.42М - 11.26(±0.52). (2)
Здесь VLT приведен в км3. Эта формула получена на основе эмпирического соотношения, связывающего магнитуду землетрясения М с объемом всех вызванных им оползней VLT [2], и позволяет оценить последствия единичного сейсмического толчка.
Для того чтобы учесть вклад оползней, возникших в результате афтершокового процесса, необходимо с помощью этого соотношения рассчитать общий объем материала, перемещенного в результате всех афтершоков главного толчка.
Афтершоки могут быть различной силы, при этом кумулятивное число событий N, т.е. число событий с магнитудой > M, связано с магнитудой Мпростым соотношением:
lgN = -b ■ M + c,
которое получило название распределения Гуттенберга-Рихтера (Gutenberg-Richter linear law, linear magnitude-frequency relation, MFR) [4]. В отечественной литературе принято записывать это соотношение для энергетического класса землетрясения K (K = lgE, где Е - энергия землетрясения в джоулях), которое носит название закона повторяемости землетрясений или графика повторяемости [6]:
lgN = -c • K + C, (3)
причем K = 1.8 • M + 4 [9], откуда b ~ 1.8 • c. Параметры закона повторяемости (b, с) или (c, C) относятся к одним из основных параметров сейсмического режима и их определению для различных сейсмогеологических условий и наборов посвящено множество работ. Так, для Алтае-Саянской горной области по данным для K < 14 (M < < 5.6) получено c = 0.49 ± 0.01 [7], что соответствует b ~ 0.882. Для части афтершоков Чуйского землетрясения 2003 г., произошедших за период июнь - сентябрь 2004 г., b = = 0.977 ± 0.015 (метод наименьших квадратов) и b = 0.947 ± 0.014 (метод максимального правдоподобия) [8]. По данным C. Frohlich и S.D. Davis [5] 0.8 < b < 1.2 и среди множества значений доминирует b = 0.9, близкое к региональной оценке в [7].
В основу расчета общего объема перемещенного в результате афтершоковой деятельности материала нами было положено распределение Гутенберга-Рихтера, которое уже более 50 лет используется для описания повторяемости землетрясений и афтершокового процесса сильных землетрясений. Его соответствие статистическим данным (Harvard Centroid-Moment Tensor Data Base) по всем зарегистрированным землетрясениям за период 1977-1994 гг. в интервале магнитуд 5.2-7.5 показано, например, в работе [10]. На региональном материале [11] это соответствие прослеживается вплоть до значений магнитуд 2.0. Вопрос применимости соотношения (3) в области значений магнитуд больше 7.5 является дискуссионным. С одной стороны, продолжительность инструментальных наблюдений для регистрации сильных землетрясений очень мала, тогда как период повторяемости сильнейших землетрясений, например, для Юго-Восточного Алтая составляет 500-900 лет [1]. Следовательно, отклонение имеющихся статистических данных о крупнейших сейсмособытиях от зависимости (3) может объясняться недостатком информации по таким землетрясениям. С другой стороны, это расхождение может носить и принципиальный характер [12] и иметь вполне определенную физическую основу [13].
Таким образом, чтобы оценить влияние афтершоковой деятельности на сейсмо-гравитационную денудацию, перепишем соотношение (3) в виде:
lg N = -b ■ M + lg a,
где а - константа. И далее
N = a • 10-bM, (5)
dN = -a • b • ln(10) • 10-bMdM. (6)
Уравнение (2) можно переписать в виде
VLT = 10-1L26±°.52 • 10142M. (7)
Суммируя объем материала, перемещенного в результате отдельного толчка, по
всем афтершокам, находим VA - значение объема материала, перемещенного в ходе всего афтершокового процесса:
Мтах
Га = - У Г1Т (М) dN (М).
М,т
Используя далее уравнения (6) и (7), получаем
М,
тах
ГА = а ■ Ь ■ 1п(10) ■ 10-1126±0-52 $ у 10(142-Ь)MdM.
Мтт
Обозначим разницу между магнитудами главного толчка и сильнейшего афтер-шока АМ. Тогда верхний предел интегрирования в уравнении (8) равен М - ДМ, где М- магнитуда главного толчка, а нижний предел примем равным нулю. После интегрирования получаем:
V . а ■ Ь $ 10-11.26 ± 0.52 ■ 10 (1.42 - Ь) ■ (М - ДМ) (8)
А ~ 1.42- Ь '
откуда, используя уравнение (
Для дальнейшего прочтения статьи необходимо приобрести полный текст. Статьи высылаются в формате PDF на указанную при оплате почту. Время доставки составляет менее 10 минут. Стоимость одной статьи — 150 рублей.